geoquímica del método cronológico re-os en...

Acta geológica li l loana 22 (1-2): 3–17, 2010 3

Sardi, Fernando G.INSUGEO-CONICET. Miguel Lillo 205, (4000) San Miguel de Tucumán, Argentina. [email protected]

Recibido: 24/02/10 – Aceptado: 20/08/10

Geoquímica del método cronológico Re-Os enmolibdenita y su aplicación en un yacimiento de laSierra de Paimán (La Rioja, Argentina)

R e s u m e n — El presente trabajo hace referencia de las generalidades geoquímicas delmétodo geocronológico Re-Os en molibdenita y se da a conocer una edad obtenida con estemétodo en una pequeña mineralización del Sistema de Famatina, La Rioja, Argentina. Elmétodo geocronológico Re-Os en molibdenita permite obtener la edad de una mena u otralitología siempre que en la paragénesis se encuentre presente dicho mineral. El método re-quiere emplear la fórmula general de la geocronología para lo cual es necesario conocer elcontenido de Re y Os en la molibdenita. Puede considerarse un método seguro por la exac-titud de la edad obtenida y porque el sistema Re-Os permanece cerrado ante cualquier even-to geológico deformativo y térmico post-cristalización. La mineralización hipogénica hidrotermalde Angulos del sector centro-este del Sistema de Famatina, datada recientemente por estemétodo, ha dado una edad de 470 y 465 Ma. A base de la literatura disponible, es el pri-mer resultado obtenido en una mena del Sistema de Famatina utilizando este método.

Palabras clave: método Re-Os, molibdenita, depósito hidrotermal de W, Sistema de Fama-tina, Argentina.

A b s t r a c t — «Geochemistry of the Re-Os in molybdenite method and its application ina deposit from the Paiman range (La Rioja, Argentina)». The generalities of the Re-Os in mo-lybdenite method are presented, together with a model age using this method in a small min-eralization from the Famatina System, La Rioja province, is presented too. The Re-Os in mo-lybdenite geochronological method allows obtaining the age of the ore-minerals or other lithol-ogies whose paragenesis contains this mineral. The method requires using the general geo-chronology formula for which it is necessary to know the Re and Os contents in the molybden-ite. The method can be considered reliable by the accuracy of the obtained age and becausethe Re-Os system remains closed during deformational and thermal event. The W-Mo hydro-thermal Angulos deposit in the eastern sector of the Famatina System has an age of 470-465 Ma using the Re-Os in molybdenite method. According to the literature, this is the firstresult obtained in an ore-mineral in the Famatina System.

Keywords: Re-Os isotopes, molybdenite, Tg-hydrothermal deposit, Famatina system, Ar-gentina.

INTRODUCCIÓN

La geocronología es una herramienta útilque puede resolver parcial o totalmente pro-blemas geológicos pero que de ninguna ma-nera sustituye las observaciones de edadesrelativas obtenidas en el campo. Sólo com-plementa el trabajo geológico de campo.

El fechamiento de rocas admite dos eda-des posibles: una edad relativa y otra abso-luta. La única manera de obtener la edadrelativa de la roca es, como se apuntó en elpárrafo anterior, en el campo mediante la

observación geológica. También se puedeconsiderar como relativa, a aquella edadque se le asigna por la presencia de un fósila las rocas sedimentarias paleontológica-mente fértiles. A su vez, la edad absoluta deuna roca, sólo aplicable a rocas cristalinas(ígneas y metamórficas), se refiere a laedad obtenida utilizando algún método dedatación geocronológica.

Existen diversos métodos geocronológi-cos, citando principalmente a Ar-Ar, K-Ar,Rb-Sr, U-Pb, Sm-Nd, los cuales se aplicansobre minerales silicatos en particular o so-bre rocas silicatadas de diferente naturalezalitológica tales como granitoides, metamor-

F. G. Sardi: Geoquímica del método cronológico Re-Os en molibdenita (La Rioja, Argentina)4

fitas, e incluso minerales o rocas alteradashidrotermalmente. Cada uno de los métodosseñalados tiene sus particularidades analíti-cas y también geológicas ya que algunos deellos (sobre todo aquellos que impliquen Aren el sistema y Rb-Sr) pueden ser disturba-dos por eventos deformativos y térmicos depequeña a mediana intensidad por lo quemuchas veces se dificulta obtener edades decristalización tal como se desea.

Los diversos métodos de datación geocro-nológica se basan principalmente en la des-integración (o bien, pérdida de masa delnúcleo) de isótopos inestables o radiactivos -llamados isótopo padre- que se transformanen un cierto tiempo en otros isótopos radi-génicos -isótopo hijo-, los cuales pueden serestables o bien, a su vez también inestables.La desintegración radiactiva -o decaimiento-se produce a una velocidad constante y porello, si se conocen las cantidades del isótopopadre e hijo presentes en una muestra anali-zada, será posible calcular el tiempo trans-currido desde el comienzo de esa desintegra-ción.

El elemento Renio posee un isótopo ra-diactivo, el 187Re que por emisión de partí-culas β, decae a 187Os. El método Re-Os enmolibdenita es un método esencialmenteaplicable a mineralización de sulfuros encuya paragénesis aparece molibdenita -MoS2- o mientras aparezca tal mineral en lamoda de una roca ya sea ígnea o metamórfi-ca, también es plausible la aplicación delmétodo. Por otro lado, la molibdenita poseeun comportamiento similar a la de los mi-nerales micáceos filosilicáticos durante unmetamorfismo intenso. No obstante, no sehan reportado pérdidas ni movilización delOs (ni Re) de la estructura con lo que puedecalcularse su edad de cristalización primaria(Stein et al., 1998; 2001; Bingen y Stein,2003).

Este trabajo representa una compilaciónde la bibliográfica disponible, que en ciertoscasos contiene una reproducción directa departe de ella, sobre las generalidades delmétodo Re-Os en molibdenita, con especialénfasis a sus particularidades geoquímicas.Además se menciona la edad obtenida de

una mena hipotermal del Sistema de Famati-na utilizando este método. Cabe destacarque el depósito de Angulos ha sido estudiadoen detalle por el autor de la presente y haformado parte de su tesis doctoral (Sardi,2000). Las contribuciones incluyen estudiossobre geología regional y local, petrografíay mineralogía, inclusiones fluidas, composi-ción química de minerales y metalogénesis(Sardi, 1996, 2003, 2005; Sardi y Rossi deToselli, 1999; Sardi et al., 2000). Pero lamineralización de Angulos carecía de estu-dios isotópicos hasta el presente.

GENERALIDADES

EL MINERAL MOLIBDENITAEtimológicamente, molibdenita es una

palabra que deriva del griego «molybdos»,que significa plomo (Anthony et al., 1990).

Por lejos, la molibdenita [MoS2] es el mi-neral de molibdeno más común en la cortezaterrestre y, a su vez, constituye la principalmena de molibdeno. El mineral se caracteri-za por una exfoliación perfecta {0001}, dehábito laminar similar a los filosilicatos,color gris plomo y de dureza muy baja. Bajocondiciones meteóricas, comúnmente se alte-ra a ferrimolibdenita [Fe2(MoO4)3·8H2O] ytambién a powellita [CaWO4] como en elcaso del yacimiento de Angulos (figura 1b),Sistema de Famatina (Sardi, 1996).

La molibdenita es un típico mineral tar-dío y post-magmático de la evolución mag-mática. Puede encontrarse como mineral ac-cesorio en granitos, aplitas y pegmatitas(e.g., Suzuki et al., 1996; Ishihara et al.,2002). Puede aparecer en rocas metamórficasde contacto con silicatos de calcio (skarn). Esun mineral común en depósitos diseminadostipo «pórfiros», asociado o no con la minera-lización principal de cobre (u oro). Además,es un mineral accesorio (o a veces es un mine-ral esencial) en depósitos hidrotermales de Sny/o W relacionados a granitos mayormenteevolucionados y especializados de acuerdo alconcepto de Tischendorf (1977). Este es elcaso para el yacimiento de Angulos del Siste-ma de Famatina (Sardi y Rossi de Toselli,1999). La figura 1a es una imagen de un corte


calcográfico en la que se puede apreciar lamolibdenita de dicho yacimiento.

La molibdenita es composicionalmentehomogénea: MoS2. Algunos elementos pue-den estar contenidos en el mineral, sustitu-yendo diadócicamente al Mo+4, tales comoW+4 (Barkov et al., 2000) y el Re+4, el cualpuede alcanzar concentraciones significati-vas de hasta 11.2 % (Kovalenker et al.,1974; Bernard et al., 1990); de hecho, lamolibdenita es, entre los sulfuros, el mineralque concentra mayor cantidad de Re en suestructura (Hintenberger et al., 1954).

Los contenidos de Re pueden estar en elorden de varios cientos de ppm, o aún enrango de porcentaje (Fleischer, 1969; Teradaet al., 1971; Stein et al., 2001). Stein et al.(2003) reportan que un miembro puro de Re(ReS2) ha sido descrito en el volcán Kudriavyen el Este de Rusia, y este mineral presumi-blemente fue inicialmente confundido pormolibdenita (Korzhinsky et al., 1994). Ade-más de esta relación isoestructural entre

MoS2 y ReS2, han sido también documenta-do sulfuros de Re que ocurren naturalmenteen el complejo Stillwater en la forma purade Re2S3 (Volborth, 1985). Aún más raro, undisulfuro de Osmio, erlichmanite (OsS2), hasido documentado en dos localidades ricasen metal platino (Snetsinger, 1971). El enla-ce de Os-S en la erlichmanite cúbica es es-tructuralmente diferente al enlace Mo-S enla molibdenita hexagonal y de aquí que lasustitución de Os en molibdenita es impro-bable.

Para el ejemplo de la molibdenita de An-gulos, se han registrado valores comprendi-dos entre 0.052 y 0.3389 % de Re (tabla 1 yfigura 2). En este sentido, y a base de losdatos publicados de los contenidos de Re enmolibdenitas de depósitos que contienenmolibdeno en China, Mao et al. (1999) pro-ponen que los mismos decrecen gradualmen-te a partir de fuentes del manto a mezclasmanto-corteza, y luego a fuentes corticales.

Figura 1. a) Izquierda: corte calcográfico de una lente de cuarzo portadora de molibdenita(mo) del yacimiento de Angulos, Sistema de Famatina, La Rioja. b) Derecha: powellita (pw)procedente del mismo yacimiento, en donde se puede apreciar la forma de molibdenita (powe-llita, seudomorfo de molibdenita).


GEOQUÍMICA DEL Re Y OsLos elementos Renio [Re] y Osmio [Os]

están presentados en la tabla periódicacomo metales de transición (ZRe = 75; ZOs= 76) situados en el grupo 7 y 8, respectiva-mente. También son considerados metales detransición los elementos molibdeno [Mo] ytungsteno [W].

De acuerdo a la clasificación geoquími-ca de los elementos de Goldschmidt, el Re yel Os pueden ser agrupados dominantemen-te como elementos siderófilos y también cal-cófilos. A su vez, el osmio es el miembromenos abundante de los seis elementos del

grupo del platino (PGE, platinum group ele-ments).

Las fases minerales portadores de Re (yOs) como elementos mayoritarios son muyraras en la naturaleza. En cambio, el Re sus-tituye diadócicamente al Mo en la molibde-nita y la razón de ello se basa en el tamañosimilar de los radios iónicos de ambos ele-mentos (tabla 2).

Según Stein et al. (2003), después deltransporte hidrotermal como especies molib-datos, la cristalización de la molibdenita(MoS2) requiere reducción del Mo+6 a Mo+4.Sin embargo, a diferencia del Mo, las mine-

Tabla 2. Radios iónicos de Mo, W, Re y Os, según dos fuentes. 1: Krauskopf, 1983;Brownlow, 1996; 2: Stein et al. (2003) que a su vez ha sido tomado de Lide (2000), yWhittaker y Muntus (1970).

Tabla 1. Composición química de la molibdenita del yacimiento tungstífero de Angulos, LaRioja, Argentina. Mo 1 y 2 se refieren a molibdenita 1 y 2 cuya ilustración aparece en lafigura 2. Nota: los análisis químicos han sido realizado en el Instituto de Mineralogía y Geo-logía General y Aplicada de la Lüdwig-Maximilians Universität Müenchen (Alemania).


ralizaciones económicas de tungsteno for-man minerales de tungstato (por ejemploscheelita [CaWO4] y wolframita [(Fe,Mn)WO4] y de esta manera, no incluye unareducción del W+6 de los complejos acuososa W+4 para la cristalización de scheelita owolframita.

Contrariamente, bajo condiciones oxi-dantes, el Re es móvil como especie óxido.Ha sido demostrado sobre un amplio rangode temperatura, una presión parcial alta deespecies de óxido de Re a niveles corticales

poco profundos, aún en presencia de azufre(Brookins, 1986). Aunque el Re es altamenteconcentrado como sulfuro en asociación conmolibdenita (MoS2), está esencialmente au-sente en minerales de molibdeno oxidados(secundarios) tales como ferrimolibdita[Fe2(MoO4)3•7H2O], sugiriendo una migra-ción preferencial como especies oxidadascon la oxidación y alteración de la molibde-nita (Morachevskii and Necheava, 1960).

Xiong y Word (2000) demostraron que lasolubilidad del Os se incrementa rápidamen-

Figura 2. Imagen microscópica de los minerales de molibdenita obtenida por el equipo de mi-crosonda electrónica. Los puntos insertos en cada mineral indican el punto de medición y lacomposición de cada uno de ellos se indica en la tabla 1. Imagen Superior corresponde a Mo1 e imagen inferior a Mo 2.


te con la concentración de Cl en fluido hi-drotermal supercrítico y por consiguiente esprobablemente transportado como un com-plejo de Cl. Sus resultados han demostradotambién un marcado incremento en la solu-bilidad de Os con el incremento de la fO2.

Más adelante, se analiza que el Os totalpresente en la molibdenita es radigénico pordecaimiento del Re radiactivo. Por esta ra-zón, se considera impropio realizar una ca-racterización sobre el origen de los fluidosmineralizantes a base de la composición iso-tópica del Os en la molibdenita.

CONSIDERACIONES SOBRE LAVALENCIA Y EL TAMAÑO PARA Mo, W,

Re Y OsStein et al. (2003) tomaron los valores de

los radios iónicos para Mo+6 y W+6 deWhittaker y Muntus (1970), y los de Re+7 yRe+4, y Os+4 provienen de Lide (2000). Estosvalores están expresados también en la tabla2 precedentemente presentada, y la diferen-cia de los valores radica en los diferentesmétodos utilizados para la medición. El con-tenido de este párrafo que sigue a continua-ción, que corresponde a una parte del traba-jo de Stein et al. (2003), más bien discute ladiferencia relativa de los radios que los va-lores absolutos de los mismos.

En fluidos magmáticos (temperaturasmayores de 500ºC), el Mo y el W son trans-portados como H2MoO4 y H2WO4, ácidomolibdico y tungstico, respectivamente (Ber-nard et al., 1990); entonces el Mo y el Waparecen como Mo+6 y W+6, con un corres-pondiente radio iónico de 0.50 Å para am-bas especies. Durante el transporte de Mo yW en una fase vapor de origen magmáticacomo especies de molibdato y tungstato(Candela y Holland, 1984; Manning y Hen-derson, 1984; Wood y Samson, 2000), el Moaparece como Mo+6 antes de la reducción aMo+4 necesario para la inclusión en molib-denita (MoS2), pero el W+6 permanececomo W+6, no-reducido en scheelita(CaWO4) y wolframita (Fe, Mn)WO4.

De particular interés son los radios iónicospara dos especies comunes de Re, Re+7 a 0.53Å y Re+4 a 0.63 Å. El radio iónico para Mo+4

es 0.65 Å, muy cerca del 0.63 Å del Re+4.Cantidades trazas de W son también acomo-dados en la estructura de la molibdenita yaque W+4 tiene un radio iónico de 0.66 Å.

El osmio tiene estados de oxidación enun rango de Os0 a Os+8, pero en la naturale-za el estado dominante es el Os+3 y Os+4

(Morgan, 1999). El radio iónico del Os+4 es0.63 Å, el cual en una primera considera-ción, es la carga y tamaño compatible conel espacio catiónico en la molibdenita. Sinembargo, con la reducción de los fluidosmineralizantes (por ejemplo, Mo+6 y Mo+7

reducidos a Mo+4), el Os+4 en el fluido esprobablemente también reducido. Así, un sis-tema capaz de reducir Mo a partir del estado+6 o +7 a uno +4, se esperaría tambiénuna reducción simultánea del Os+3 u Os+4 aestados de oxidación más bajos. Como esta-dos de oxidación más bajos están asociadoscon radio iónicos más grandes, la reduccióndel Os+4 a un estado de oxidación más bajo,generalmente a Os+3 o Os0, no sólo produci-ría un catión Os demasiado grande en rela-ción al sitio disponible en la molibdenita,sino que también introduciría una carga no-balanceada en el mineral. Por todo ello, lareducción de Os+4 a cationes más grandes yde menor carga durante la formación de sul-furos puede ser la razón primaria para unacompleta ausencia del Os (inicial) común enmolibdenita.

ALCANCES DEL MÉTODOEl Re tiene dos isótopos: 185Re y 187Re. El

isótopo 187Re decae a 187Os por emisión departícula beta (β) con una energía máximade 2.3 keV (Morgan, 1999). El decaimientodel 187Re+4 produce un 187Os+5 más pequeño,el cual, si es reducido, formaría 187Os+4. Seha demostrado empíricamente a través deanálisis de molibdenita que el Os común noentra en la estructura de la molibdenita y enconsecuencia se da una relación 187Os/188Osen un rango de decenas o cientos de milescon el tiempo (Hirt et al., 1963; Morgan etal., 1968). Esto permite que una muestrasimple de molibdenita pueda ser datada conel método 187Re-187Os sin corrección para el187Os (Stein et al., 2003).


El método provee la edad de la cristali-zación de la molibdenita primaria y estádemostrado su resistencia a eventos meta-mórficos y tectónicos sobreimpresos (Stein etal., 1998, 2001; Bingen y Stein, 2003). Con-secuentemente, el fechado Re-Os de molib-denita provee una edad máxima para la fá-brica tectónica registrada en una roca y pue-de ser usado como un indicador del tiempopara la deformación en fajas orogénicas(Stein y Bingen, 2002).

Stein et al. (2003) proponen tres razonesfisico-químicas para la estabilidad del cro-nómetro 187Re-187Os en molibdenita. Prime-ro, la baja energía beta de decaimiento del187Re puede mantener un sobreabastecimien-to de electrones, en consecuencia provee unambiente «pegajoso» para la adherencia delión altamente cargado 187Os+5. Segundo, larespuesta de la molibdenita durante la de-formación produciría sitios tales como ban-das kink o roturas en los cuales puede seracumulado el 187Os a escala micrométrica,por lo que la estabilidad química de este ele-mento es altamente importante ante la defor-mación del mineral en un evento deformati-vo. Tercero, el Os generalmente tiene ex-traordinaria baja solubilidad en fases silicá-ticas vecinas y en soluciones acuosas típicaspara muchos ambientes geológicos. Por estoúltimo, la migración del 187Os hacia fasessilicatos adyacentes es altamente improba-ble, pero en contacto con fases de sulfurospuede llevarse a cabo. De esta manera, no esprudente realizar trabajos analíticos de Re-Os sobre cualquier sulfuro en contacto o ín-timamente en asociación con molibdenita.

No obstante, otros investigadores encon-traron un comportamiento de inestabilidaddel sistema Re-Os ante fenómenos de altera-ción póstumas a la precipitación de la mo-libdenita. De acuerdo a Suzuki et al. (2001),el rango amplio de edades Re-Os para mo-libdenitas a partir de tres localidades en elGranito Galway y depósitos hidrotermalesasociados (Irlanda) puede haber sido causa-do por alteración post-mineralizaciónacompañada por fraccionamiento Re-Os.Los estudios de inclusiones fluidas indicanque las molibdenitas usadas en este estudio

posiblemente experimentaron alteración hi-drotermal después de su depositación. Estosresultados permiten sugerir que el sistemaRe-Os en molibdentia puede mostrar uncomportamiento de sistema-abierto durantela exposición post-depositacional a fluidoshidrotermales, y que estos fluidos represen-tan un evento incierto en cuanto a edad yorigen. McCandless et al. (1993) reportaronque molibdenitas pueden ser susceptibles ala pérdida de Re a través de procesos de alte-ración hidrotermal a temperaturas tan bajascomo 150º C, lo cual afecta significativa-mente el cronómetro Re-Os. Sin embargo,Frei et al. (1998) exponen que el sistemaRe-Os en molibdenita es resistente a una al-teración post-mineralización.

MATERIALES Y MÉTODOS

Dataciones exitosas por LA-ICP-MS re-quieren que los dominios datados retengantotalmente los isótopos padre e hijo a unaescala micrométrica. Usando ambos estudiosde LA-ICP-MS e ID-NTIMS (Isotope Dilution- Negative Thermal Ionization Mass Spec-trometry), Stein et al. (2003) demostraronque para molibdenita la asunción del siste-ma isotópico 187Re-187Os cerrado, funda-mental para dataciones radiométricas, no eshallada a escala micrométrica. Al contrario,un mineral separado, por ejemplo, por ho-mogenización de cristales grandes de molib-denita, produce resultados de edades geoló-gicamente consistentes y reproducibles. Estoconduce al concepto de una muestra de«molibdenita total», similar al concepto de«roca total», ideado para superar cualquierdesacople padre-hijo por los procedimientosde la preparación de la propia muestra(Stein et al., 1998, 2001).

La muestra de la mineralización del depó-sito de Angulos enviada oportunamente alAIRIE Program del Departamento de Geocien-cias de la Univesidad del Estado de Colorado(USA) estaba compuesta por 8 pequeños frag-mentos de cuarzo con visibles cristales demolibdenita y minerales oscuros atribuibles awolframita. También se habían incluido pe-queños cristales laminares pertenecientes


también a molibdenitas separadas manual-mente a partir de una molido grueso de laveta de cuarzo. Proviene de las lentes cuarzo-sas mineralizadas del depósito y sus coorde-nadas son 28º38’4.8” S / 67º38’25.2” O.

La edad determinada sobre las muestrasde molibdenita del depósito de Angulos (Sis-tema de Famatina) corresponde al períodoOrdovícico medio -470 y 465 Ma-. La edad(t) es obtenida usando la ecuación generalde la geocronología:

donde λ es la constante de decaimiento del187Re: 1.666 * 10-11 a (Smoliar et al.,1996). Para usar esta ecuación, es necesarioasumir que los contenidos de Os en la mo-libdenita son únicamente radiogénicos, sinOs inicial, lo cual ha sido demostrado enlos párrafos anteriores. Además, es necesa-rio conocer la abundancia en la naturalezadel 187Re, que según Faure (1986) es igual a62.602 ± 0.016 % del Renio total, por lotanto podría considerarse que

OCURRENCIAS DE MOLIBDENITAS ENEL NOROESTE ARGENTINO

El mineral molibdenita en el noroesteArgentino puede ser separado en dos princi-pales grupos, de acuerdo a la edad:

A) Molibdenitas Paleozoicas.— Están asocia-das a depósitos hidrotermales de alta tempe-ratura de W y/o Sn. Los depósitos tienen unamorfología vetiforme y en stockwork. En sumayoría, tienen relación genética con cuer-pos graníticos ácidos y evolucionados. Estosyacimientos son muy pequeños y no tieneninterés económico. En algunos casos, la mo-libdenita puede ser un mineral de mena,mientras que en otros casos es un accesorioacompañando a la mena, la cual consiste

principalmente de wolframita, casiteria yscheelita. La paragénesis mineral de estosdepósitos se completa habitualmente con pi-rita, arsenopirita, bismutina, ilmenita, mag-netita y hematita.

Una importante excepción dentro de estegrupo de molibdenitas paleozoicas es el yaci-miento sedex de Aguilar, el cual tiene unorigen sedimentario, sin vinculación genéti-ca con granitoides.

B) Molibdenitas Cenozoicas.— Están asocia-das a depósitos hidrotermales de mediana ybaja temperatura, algunos de ellos clasifica-dos como epitermales. Genéticamente se re-lacionan al vulcanismo terciario de compo-sición intermedia y ácida de la OrogeniaAndina. La mineralización está generalmen-te diseminada y/o en stockwork y en la pa-ragénesis se encuentran principalmente loscomponentes Cu y/o Au. Estos depósitos tie-nen un gran volumen y un importante interéseconómico. Actualmente, algunos de ellosestán siendo explorados, e incluso explota-dos (Yacimiento Bajo La Alumbrera). Comoen el caso anterior, la molibdenita puede serun mineral de mena, mientras que a veces esun mineral acompañante de la mena princi-pal, constituida principalmente por Au0,electrum, calcopirita, bornita, y otros sulfu-ros de Cu.

Molibdenitas de edad mesozoica no hansido registradas en el noroeste argentino.Durante esta época se habría desarrolladouna importante cuenca sedimentaria de ori-gen continental en esta área (a excepción enel extremo norte con límite con Bolivia don-de la cuenca es marina). Las intrusiones gra-níticas tienen un pequeño volumen y son decomposición más alcalina que los granitospaleozoicos.

En este trabajo se expone una corta refe-rencia del marco geológico de las ocurren-cias de molibdenitas que pertenecen al gru-po A (Molibdenitas Paleozoicas). La figura 3es un mapa que muestra la distribución delos granitoides y rocas metamórficas del pa-leozoico en el noroeste argentino. La basedel mapa ha sido obtenido de los trabajos deRossi et al. (2002) y Toselli et al. (2002), los


cuales explican con detalle la evolución ycaracterísticas generales de estas rocas delbasamento paleozoico. Sendos trabajos tie-nen una importante información sobre el es-quema geológico del noroeste argentino.

CICLOS GEOLÓGICOS

Aceñolaza y Toselli (1981) marcaron elsiguiente esquema para los ciclos geológicosdel noroeste argentino: Pampeano, Famati-

Figura 3. Manifestaciones de molibdenitas paleozoicas en el noroeste argentino. Mapa basede la geología regional del paleozoico obtenido de Toselli et al. (2002).


niano, Pre-Cordillerano y Andino. El cicloPampeano pertenece a los procesos geológi-cos (tales como sedimentación, metamorfis-mo, magmatismo y tectonismo) llevados acabo durante el Precámbrico superior yCámbrico inferior; el ciclo Famatiniano a losprocesos ocurridos entre el Cámbrico Supe-rior y Carbonífero inferior; continúa el cicloPre-Cordillerano hasta el Jurásico inferior,mientras que el ciclo Andino incluye desde elCretácico al Terciario/Cuaternario.

MARCO GEOLÓGICO DE LASMOLIBDENITAS PALEOZOICAS

En primer lugar, se citan a los depósitosrelacionados a granitoides y luego al ejem-plo sedex (sedimentario-exhalativo) de edadpaleozoica (Aguilar).

DEPÓSITOS RELACIONADOSA GRANITOIDES

1) Distrito Pegmatítico El Quemado (Nb/Ta).— Este distrito está localizado en la sie-rra de Cachi, en la provincia geológica dePuna. De acuerdo a Galliski (1999), hayunas 30 pegmatitas graníticas, tabulares,con cientos de metros de longitud y un anchoentre 4 y 30 m. La roca regional es pelitas ygrawacas con un grado de metamorfismobajo y muy bajo, hornfels, y pequeños cuer-pos graníticos altamente diferenciados. Estebasamento corresponde al ciclo Pampeano.

La mineralogía del distrito incluye pla-gioclasa, cuarzo y feldespato como minera-les esenciales de las pegmatitas, y muscovi-ta, espodumeno, turmalina, ambligonita,berilo, tantalita-columbita como mineralesaccesorios (Galliski, 1999). Además, Angele-lli et al. (1983) agregan a la lista de minera-les ya nombrados a la molibdenita, la cualaparece en pequeños nódulos de 1-2 cm dis-tribuidos en la masa de cuarzo-feldespato dela pegmatita.

Se mencionan dos dataciones usandométodo K-Ar en muscovita, las que dieronedades de 564±25 Ma y 545±15 Ma (Gallis-ki, 1983).

2) Depósito wolframífero de Sañagasta(W±Mo±Bi±Cu).— Está localizado en laporción sur de la sierra homónima, en elSistema de Famatina. Constituye el extremosur de la faja wolframífera famatiniana defi-nida por Sardi et al. (2005). El yacimientose caracteriza por vetas que rellenan fisurasy fracturas. El depósito se relaciona genéti-camente con el Granito Ñuñorco-Sañogasta,el cual es dominante en el área.

La alteración predominante es el greisen,el cual se focaliza en bandas de 3 y 5 cm enlos bordes de las venas de cuarzo. El greisenestá formado por cuarzo, muscovita y fluori-ta. En el borde de las vetas puede aparecertopacio idiomórfico de 5 cm acompañadode muscovita (Echeveste, 1999).

El principal mineral de mena de las vetasde Sañogasta es la wolframita, la cual apa-rece en cristales tabulares, a veces agrupadao también formando agregados radiales; lascheelita es de menor tamaño que la wolfra-mita y aparece en forma aislada en la vetao a veces reemplazando a wolframita. Seencuentran presente en la paragénesis deeste yacimiento la molibdenita, pirita, calco-pirita y bismutina (Avila Zavaleta, 1969).

El granito Ñuñorco-Sanagasta es un cuer-po magmático perteneciente al ciclo Famati-niano. La edad calculada mediante la meto-dología SHRIMP (U/Pb-zircon) es 484.2 ±4.7 Ma (Pankhurst et al., 2000; Rapela etal., 1999). Loske y Miller (1996) obtienenuna edad entre 463 y 471 Ma con métodoconvencional U/Pb en zircones.

3) Manifestación de Angulos (W-Mo±Sn).—El depósito wolframífero de Angulos está lo-calizado en la parte centro-oriental del Siste-ma de Famatina. Ocupa la porción suroestedel Cerro Potrerillos, al norte de la sierra dePaimán (figura 4). Comprende el extremonorte de la faja wolframífera famatinianadefinida por Sardi et al. (2005).

El depósito está formado por pequeñasvetas y lentes de cuarzo que rellenan cavida-des (fisuras y fracturas) del Granito Potreri-llos con el que tiene relación genética (Sar-di, 2005). La mineralogía primaria del depó-sito es esencialmente wolframita, scheelita y


molibdenita. En forma esporádica, tambiénaparece casiterita. La muscovitización, ma-nifestada generalmente en venillas dentrodel granito y vetas de cuarzo, y la albitiza-ción que generalmente afecta al feldespatodel Granito Potrerillos, son las principalesalteraciones tardío o post-magmáticas en-contradas en el depósito (Sardi, 2005).

De acuerdo al autor de la presente, la pri-mera datación Re-Os en molibdenita en elSistema de Famatina ha sido llevada a caboen este depósito (Sardi y Stein, 2009) dandouna edad de la mineralización Ordovícicamedio. La edad obtenida es acorde al contextogeológico regional, ya que guarda un altogrado de contemporaneidad con el magmatis-mo ordovícico del ciclo Famatiniano ocurridoen el Sistema de Famatina y áreas vecinas.Dicho magmatismo ha sido fechado mediantenumerosas dataciones por diferentes autores

(McBride et al., 1976; González et al., 1985ay b; Pérez y Kawashita, 1992; Loske y Miller,1996). No obstante, la edad de la mineraliza-ción, que tiene una relación genética y espa-cial con la roca de caja granítica de acuerdoa las observaciones de Sardi (2005), no guar-da relación temporal con la edad del GranitoPotrerillos calculada por Pérez y Kawashita(1992) mediante el método Rb-Sr. Sardi yStein (2009) explican en detalle el significa-do en el marco geológico local y regional dela edad obtenida en este depósito.

4) Cerro Negro de Rodríguez (Cu).— Estaunidad orográfica está ubicada en la partenorte del Sistema de Famatina. El área mine-ralizada está formada por vetas de cuarzoportadora de sulfuros tales como calcopiri-ta, bornita, calcosina, covelina y pirita. Lasvetas rellenan fracturas de las metapelitasdel Ciclo Pampeano, muy cerca del contactocon el intrusivo granito Ñuñorco (Avila,2004). La ganga dominante es cuarzo,acompañado por baritina y fluorita. Ade-más, Avila (2004) señala que la mineraliza-ción metálica es producto de fluidos hidroter-males de mediana temperatura genéticamen-te asociados al Granito Ñuñorco, de edadOrdovícica. Previamente, Faroux (1969) ha-bría señalado la presencia de pequeños nó-dulos de wolframita y molibdenita en lentescuarzosas dentro del granito.

5) Manifestación de San Antonio (W).— Estamanifestación está ubicada en el flanco estede la sierra de Zapata, en la provincia geo-lógica de Sierras Pampeanas. Consiste devarias vetas de cuarzo de muy pequeño es-pesor entre 0.10 y 1.00 m que rellenan frac-turas del Granito San Antonio aflorante enla región. Este cuerpo presenta textura porfi-roide con megacristales de feldespato potási-co siendo la roca de caja las metamorfitasdel Ciclo Pampeano (Avila et al., 1999). Deacuerdo a estos autores, las vetas de cuarzocontienen wolframita y óxidos de Fe y Cu.La alteración más importante es la silicifica-ción y la muscovitización. En esta manifesta-ción, Beder (1922) señala la presencia depequeñas cantidades de molibdenita y Bio.

Figura 4. Mapa del sector del depósito hi-drotermal de Angulos, Sistema de Famatina,La Rioja. Modificado de Sardi y Stein(2009).


Avila et al. (1999) atribuyen un origenhidrotermal a la mineralización asociado afluidos magmáticos tardíos relacionados conla evolución post-tectónica de granitos deposible edad carbonífera.

6) Los Coloraditos, sierra de Velasco (W).—Este pequeño depósito está ubicado en elflanco occidental de la sierra de Velasco, enla provincia geológica de Sierras Pampea-nas. La litología del cerro Los Coloraditosestá constituida por gneis y granitos, aplitasy pegmatitas, y venas de cuarzo sacaroidecon y sin mineralización (Alderete y Peralta,1969). Los minerales encontrados son: wol-framita, magnetita, escasa molibdenita, ycalcopirita. Las vetas mineralizadas contie-nen óxidos de Fe y W con láminas de musco-vitas y prismas de turmalina. De acuerdo ala paragénesis, este depósito pertenece a unafase hidrotermal de alta temperatura.

7) Cerro Quico (W).— Está ubicado en elfaldeo oriental de la sierra del Aconquija(Sierras Pampeanas). De acuerdo a Avila etal. (1998), la manifestación consiste en ve-tas hidrotermales que contienen wolframita,y además, nódulos de pocos centímetros demolibdenita, la cual está alterada a ferro-molibdenita y powellita. En el área dominanlas rocas metamórficas del Ciclo Pampeano,las cuales son intruidas por granitos de posi-ble edad carbonífera.

DEPÓSITO SEDEX

8) Depósito El Aguilar (Pb-Zn-Ag-Ba).—ElAguilar es un importante yacimiento ubica-do en el faldeo oriental de la sierra del mis-mo nombre, en límite entre la provincia geo-lógica de Puna y Cordillera Oriental. Losdepósitos de El Aguilar y Esperanza son yaci-mientos estratiformes de Pb y Zn contempo-ráneos con la sedimentación que conformanla Formación Padrioc y Lampazar, respecti-vamente. Diferentes autores (por ejemplo,Sureda, 1999) le atribuyen a estos yacimien-tos un origen sedimentario-exhalativo o se-dex. Las formaciones marinas Padrioc/Lam-pazar están constituidas por una secuencia

de areniscas y areniscas calcáreas, con in-tercalaciones pelíticas negras fosilíferas (lu-titas). Los estudios paleontológicos de lasrocas sedimentarias contemporáneas con eldepósito mineral singenético indican unaedad cámbrica tardía alta para el distritoAguilar.

Los minerales de mena podrían estar re-lacionados a fuentes geotermales, exhalati-vas en parte, que habrían derramado fluidosmetálicos densos en el fondo marino. Lamena está compuesta principalmente porgalena y esfalerita. También aparecen, piri-ta, pirrotina, calcopirita, tetraedrita-tennan-tita, pirargirita, alabandita, arsenopirita,magnetita, marcasita y molibdenita (Sureda,1999).

CONSIDERACIONES FINALES

En conclusión, podemos decir que la da-tación de la molibdenita mediante el métodoRe-Os requiere conocer el contenido de estoselementos en el mineral. En la actualidad,puede considerarse que el análisis químicosobre el molido del mineral tiene mayor pre-cisión y exactitud que los obtenidos a partirde microsonda electrónica.

La edad absoluta se obtiene aplicando laecuación fundamental de la geocronología,en la cual λ, que es la constante de desinte-gración del isótopo radiactivo 187Re, es iguala 1.666•10-11 a-1, tomada de Smoliar et al.(1996). Las concentraciones de los elemen-tos hijo y padre son requeridas por la ecua-ción a fin del cálculo. El contenido total delelemento hijo, en este caso, osmio, es com-pletamente de origen radiogénico, ya que elOs común (inicial) está ausente debido a quela carga y radio iónico que el Os tendría enel momento de la formación del mineralbajo un ambiente reducido son ampliamentedesfavorables para su entrampamiento en laestructura cristalina. Asimismo, a pesar quelos mecanismos involucrados requieren demayores estudios, se ha verificado una totalretención de 187Os en la molibdenita, aún enprocesos de deformación y recristalizaciónsobreimpuesta.


Por otra parte, la concentración el ele-mento padre -187Re- necesaria en la ecuaciónfundamental, se obtiene a partir de su abun-dancia natural de este isótopo, que es el62,602 % de Renio total según Faure (1986).

AGRADECIMIENTOS

El autor agradece a los directores de pro-yectos de investigación (CIUNT), Dres. JuanaRossi y Alejandro Toselli, que permitieronlos trabajos de campo en el yacimiento An-gulos (La Rioja); al Dr. Hubert Miller de laUniversidad de Munich donde se realizaronlos análisis químicos; y a la Dra. Holly Steinque ha facilitado el análisis geoquímico enAIRIE Program (Colorado State University,USA) de la molibdenita de Angulos mediantemétodo Re-Os.

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